Karpaty Zewnętrzne
Autor: dr hab. Jolanta Burda
- ENCYKLOPEDIA WOJEWÓDZTWA ŚLĄSKIEGO
- TOM: 1 (2014)
Karpaty stanowią najdalej na północ wysunięty fragment wielkiego pasma alpidów europejskich. Są orogenem powstałym w pobliżu lub na krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej w wyniku zamknięcia fragmentu basenu Tetydy. Mają kształt łuku łączącego się z Alpami Wschodnimi na zachodzie i Bałkanami na wschodzie (Rys. 1). Tradycyjnie Karpaty dzieli się na starsze (późnokredowe) pasmo fałdowe nazywane Karpatami wewnętrznymi i młodsze (oligoceńsko-środkowomioceńskie), znane jako Karpaty zewnętrzne (fliszowe). Karpaty zewnętrzne ciągną się od okolic Wiednia do rzeki Dymbowicy w Rumunii. Na obszarze Polski znajduje się zachodnia część Karpat zewnętrznych (Zewnętrzne Karpaty Zachodnie). Należą do nich Beskidy, Gorce oraz Bieszczady. Granicą południową Karpat zewnętrznych jest pieniński pas skałkowy, zbudowany z wapienno-krzemionkowych skał mezozoicznych, fliszowych skał górnokredowych i paleogenu (Golonka i in., 2007).
Północną granicę Zachodnich Karpat Zewnętrznych stanowią autochtoniczne osady miocenu zapadliska przedkarpackiego, przykrywające paleozoiczne struktury bloków małopolskiego i górnośląskiego.
Karpaty zewnętrzne zbudowane są głównie z górnojurajskich, kredowych i paleogeńskich skał fliszowych, ponasuwanych w postaci płaszczowin na osady miocenu, wypełniające zapadlisko przedkarpackie. Flisz karpacki powstał w głębokim zbiorniku morskim (ocean Tetydy). Składa się z rytmicznie wykształconych, różnej grubości warstw piaskowców i łupków, rzadziej zlepieńców i piaskowców albo wapieni i margli. Skały te osadzały się na znacznych głębokościach sięgających nawet kilku tysięcy metrów, z tak zwanych prądów zawiesinowych. Nagromadzone na obrzeżach basenu osady (iły, muły, piaski, żwiry), osuwając się ze skłonu, mieszały się z wodą morską, tworząc zawiesinę spływającą dynamicznie w głąb basenu. Ławice osadów powstałych z prądów zawiesinowych noszą nazwę turbidytów.
Ocean Tetydy podzielony był grzbietami podwodnymi na mniejsze baseny. Główne serie osadowe powstałe w obrębie poszczególnych basenów dały początek dużym jednostkom tektonicznym – płaszczowinom. Najsilniejsze ruchy tektoniczne w Karpatach zewnętrznych zachodziły w fazie sawskiej, na granicy paleogenu i neogenu i w fazie styryjskiej w miocenie. Ruchy te były związane z subdukcją podłoża płaszczowin w rejonie pienińskiego pasa skałkowego. Utwory fliszowe Karpat zewnętrznych zostały wtedy sfałdowane, a następnie odkute od swego podłoża i przemieszczone ku północy (o co najmniej 70 km) w postaci odrębnych płaszczowin. Na południu Karpat zewnętrznych występuje płaszczowina magurska. Na północ od niej rozciągają się kolejno: płaszczowina śląska, podśląska, skolska i płaszczowina stebnicka.
Pomiędzy płaszczowinami magurską i śląską wyróżniono jednostki tektoniczne przejściowe, których profile litostratygraficzne wskazują na okresowe powiązanie z basenami jednostek sąsiadujących. Na zachodzie są to łuski przedmagurskie, w części centralnej polskich Karpat – płaszczowina grybowska, a na wschodzie – płaszczowina dukielska.
W okresach późniejszych miały miejsce jedynie ruchy pionowe, spowodowane izostazją. Szacuje się, że współczesne ruchy pionowe w Karpatach wynoszą do 1-2 mm/rok.
Basen sedymentacyjny Karpat zewnętrznych
Basen sedymentacyjny Karpat zewnętrznych był fragmentem północnej części oceanu Tetydy. Był to basen głębokomorski o szerokości kilkuset kilometrów. Położony był między płytą północnoeuropejską na północy a grzbietem czorsztyńskim na południu. Ocean Tetydy podzielony był grzbietami podwodnymi na mniejsze baseny, w których odbywała się sedymentacja poszczególnych serii (magurskiej, śląskiej, podśląskiej i skolskiej) budujących obecnie płaszczowiny Karpat fliszowych.
Najstarszymi skałami Karpat fliszowych, występującymi na obszarze województwa śląskiego, są łupki cieszyńskie dolne (formacja wędryńska) powstałe w jurze górnej (kimeryd – tyton). Są to ciemnoszare łupki margliste z podrzędnie występującymi wkładkami cienkoławicowych wapieni pelitycznych lub detrytycznych o miąższości dochodzącej do 300 metrów. Skały te występują w rejonie Żywca i Bielska-Białej wyłącznie w obrębie płaszczowiny śląskiej. Powyżej formacji wędryńskiej, w rejonie Żywca, Bielska-Białej i Kóz, występują wapienie cieszyńskie (formacja wapieni cieszyńskich; tyton górny – berias). Są to cienkoławicowe wapienie pelityczne lub drobnoziarniste ku górze przechodzące w wapienie średnio- i gruboziarniste o miąższości dochodzącej do 200 m. Nad wapieniami cieszyńskimi, w obrębie płaszczowiny śląskiej i podśląskiej, zalegają łupki cieszyńskie górne (walanżyn – hoteryw). Są to ciemnoszare łupki margliste i cienkoławicowe, drobnoziarniste piaskowce z wtrąceniami wapieni detrytycznych i syderytów. Miąższość tej serii dochodzi do 300 m. Powyżej zalegają warstwy grodziskie (hoteryw – apt), które na obszarze województwa śląskiego występują w obrębie płaszczowiny śląskiej (na wschód od Bielska-Białej). Są to gruboziarniste piaskowce i zlepieńce kwarcytowe o miąższości nie przekraczającej 50 m. Pogłębienie zbiornika spowodowało rozwój sedymentacji ilastej. Powstała seria łupków wierzchowskich (formacja wierzowska; barrem – alb), odsłaniających się w rejonie Żywca oraz na wschód od Bielska-Białej w obrębie płaszczowiny śląskiej i podśląskiej. Jest to seria czarnych, liściastych łupków bitumicznych, lokalnie przeławiconych piaskowcami typu grodziskiego o miąższości do 200 – 500 m. Wyżej w profilu pojawiają się warstwy lgockie (formacja lgocka; alb i cenoman), które wykształcone są w postaci naprzemianległych piaskowców cienko- i średnioławicowych oraz ciemnoszarych łupków. Skały te występują w rejonie Żywca oraz na wschód od Bielska-Białej w obrębie płaszczowiny śląskiej. Miąższość warstw lgockich wynosi około 300 m. W najwyższej części występują niebieskie rogowce, gezy i cienkoławicowe piaskowce (rogowce mikuszowickie).
W późnej kredzie, w wyniku ruchów tektonicznych, nastąpiło duże zróżnicowanie basenu sedymentacyjnego. Powstały dwie prowincje sedymentacyjne: Prowincja Śląska na zachodzie i prowincja inoceramowa na wschodzie. W prowincji śląskiej powstawały warstwy godulskie (formacja godulska; turon i senon) i warstwy istebniańskie (senon i paleocen). Z warstw godulskich zbudowane są najwyższe szczyty Beskidu Śląskiego (m.in. Skrzyczne – 1250 n n.p.m.). Ich miąższość na tym obszarze przekracza 2000 m. W Beskidzie Śląskim i Małym warstwy godulskie są trójdzielne. Skały najstarsze (warstwy godulskie dolne) reprezentowane jest przez uławicone piaskowce glaukonitowe o spoiwie ilasto-węglanowym, przeławicone czarnymi i zielonymi łupkami. Wyżej występują gruboławicowe piaskowce, przeławicone wkładkami zielonych łupków (warstwy godulskie środkowe), powyżej których zalegają serie piaskowców, zlepieńców i łupków (warstwy godulskie górne). Formacje godulską charakteryzuje przewaga piaskowców glaukonitowych, często gruboławicowych Bezpośrednio na warstwach godulskich występują warstwy istebniańskie (formacja istebniańska), które budują południową część Beskidu Śląskiego (na północ od linii Istebna – Koniaków). Kompleks ten złożony jest głównie z gruboławicowych, jasnoszarych, gruboziarnistych piaskowców arkozowych oraz zlepieńców o miąższości około 1000 m (warstwy istebniańskie dolne). Powyżej występują grubo- i średnioławicowe piaskowce drobno- i średnioziarniste z wkładkami czarnych łupków ilastych z detrytusem roślinnym o miąższości około 600 m (warstwy istebniańskie górne).
W prowincji inoceramowej wyróżnia się część północną (związana z płaszczowiną skolską) i część południową (związaną z płaszczowiną magurską). Skałami charakterystycznymi dla obu części są cienko- i średnioławicowe piaskowce wapniste o barwie szarej lub niebieskoszarej, zawierające pokruszone skorupy inoceramów oraz liczne hieroglify (warstwy inoceramowe, warstwy ropianieckie, formacja ropianiecka). Miąższość warstw inoceramowych na obszarze Beskidu Żywieckiego, gdzie występują w jądrach antyklin i łusek, wynosi 350-450 m.
W paleogenie, w basenie Karpat zewnętrznych powstała jeszcze jedna seria grubo- i średnioławicowych piaskowców gruboziarnistych z licznymi egzotykami (piaskowce ciężkowickie). Maksymalna miąższość piaskowców ciężkowickich wynosi około 500 m. Najpełniejszy profil tych skał występuje w serii śląskiej. W serii magurskiej piaskowce ciężkowickie powstały jedynie w części północnej zbiornika. W części południowej osadzały się skały bardziej drobnoziarniste, miejscami węglanowe. Są to warstwy: beloweskie, hieroglifowe i łąckie (eocen). Warstwy beloweskie, o miąższości do 150 m, występują w rejonie Ujsołów i Korbielowa, w obrębie płaszczowiny magurskiej. Są to cienkoławicowe, drobnoziarniste piaskowce wapniste z licznymi biohieroglifami. Warstwy hieroglifowe składają się z cienkoławicowych piaskowców z wkładkami łupków o miąższości około 150 m. Występują w obrębie płaszczowiny śląskiej i magurskiej. Warstwy łąckie występują w profilu serii magurskiej, w Beskidzie Żywieckim w rejonie Ujsołów i Korbielowa. Złożone są głównie z występujących przemiennie ławic frakcjonalnie warstwowanych, drobnoziarnistych piaskowców wapnistych i margli. Miąższość tych warstw wynosi około 150 m.
W eocenie i wczesnym oligocenie w południowej części obu prowincji (śląskiej i inoceramowej) powstał kompleks gruboławicowych piaskowców magurskich (formacja magurska), z których zbudowane są najwyższe szczyty Beskidów. Skały te zalegają na warstwach beloweskich, łąckich lub hieroglifowych. Wykształcone są jako gruboławicowe, drobnoziarniste piaskowce mikowe. W południowej części obszaru występują piaskowce zlepieńcowate.
W oligocenie w północnej części basenu tworzyły się warstwy menilitowe występujące w profilu serii podśląskiej, śląskiej i przedmagurskiej. Są to łupki bitumiczne barwy czekoladowo-burunatnej lub czarnej, w niższej części zawierające brunatne rogowce. Miąższość warstw menilitowych dochodzi do 100 m. Powyżej występują warstwy krośnieńskie sięgające aż po najniższy miocen. Są to najczęściej średnioławicowe, drobno- i średnioziarniste piaskowce o spoiwie ilastym i ilasto-węglanowym o miąższości około 1000 m. Skały te występują w rejonie Żywca, na południowych stokach Beskidu Śląskiego i Małego w obrębie jednostki śląskiej, natomiast w rejonie Kamesznicy – Węgierskiej Górki oraz Rychwałdu znajdują się w obrebie jednostki przedmagurskiej.
Sedymentacja w basenie Karpat zewnętrznych została przerwana ruchami tektonicznymi fazy sawskiej we wczesnym miocenie. Całkowita miąższość osadów fliszowych powstałych w zbiorniku Karpat zewnętrznych wynosi 5 – 7 km (Mizerski 2011).
Jednostki płaszczowinowe Karpat zewnętrznych
Południowa część województwa śląskiego obejmuje fragment Karpat zewnętrznych, gdzie płaszczowiny karpackie nasunięte są na neogeńskie utwory molasowe, wypełniające zapadlisko przedkarpackie, pod którymi występują prekambryjsko-paleozoiczne utwory platformowe (opisane w części dotyczącej budowy geologicznej województwa śląskiego). Na tym obszarze występują utwory serii podśląskiej, śląskiej, przedmagurskiej i magurskiej budujące płaszczowiny o tych samych nazwach.
Płaszczowina podśląska
Utwory płaszczowiny podśląskiej mają stosunkowo niewielkie powierzchniowe rozprzestrzenienie (Rys.1). W zachodniej części Karpat występują w wąskiej strefie u czoła nasunięć Karpat zewnętrznych jak również odsłaniają się w oknach tektonicznych (np. żywieckie okno tektoniczne). Szerokość wychodni skał płaszczowiny podśląskiej waha się od 0 do 5 km (Oszczypko 2008). Płaszczowina zbudowana jest ze zróżnicowanych facjalnie skał kredy i paleogenu.
Płaszczowina śląska
Płaszczowina śląska rozciąga się na obszarze polskich Karpat od Beskidu Śląskiego po Bieszczady (Rys.). Zajmuje ok. 1/3 powierzchni polskich Karpat zewnętrznych. Nasunięta jest na utwory płaszczowiny podśląskiej. Profil stratygraficzny płaszczowiny śląskiej obejmuje osady od najmłodszej jury aż po oligocen. W części zachodniej płaszczowina śląska dzieli się na dwie płaszczowiny cząstkowe: cieszyńską i godulską. Płaszczowina cieszyńska występuje na obszarze Pogórza Cieszyńskiego i Bielskiego. Zbudowana jest głównie z mocno sfałdowanych łupków i wapieni najmłodszej jury i najstarszej kredy, które nasunięte są na płaszczowinę podśląską. W skałach osadowych płaszczowiny cieszyńskiej występują liczne intruzje cieszynitów należących do cieszyńskiej prowincji magmowej, będącej przejawem wulkanizmu ekstensyjnego (Włodyka 2010).
Płaszczowina godulska zbudowana jest z wielu ogniw o przewadze piaskowców (warstwy lgockie, godulskie, istebniańskie). Odporne na wietrzenie piaskowce godulskie i istebniańskie budują najwyższe szczyty Beskidu Śląskiego. W części zachodniej Beskidów znaczącą rolę odgrywają uskoki o kierunkach od NNW-SSE do N-S, dzielące płaszczowinę godulską na blok Beskidu Małego i blok Beskidu Śląskiego. Pomiędzy nimi znajduje się Kotlina Żywiecka powstała na miejscu żywieckiego okna tektonicznego. W oknie tektonicznym odsłaniają się mało odporne na wietrzenie łupki i margle płaszczowiny cieszyńskiej i skały płaszczowiny podśląskiej. Miąższość stratygraficzna płaszczowiny śląskiej wynosi przeważnie 2500 – 3000 m, w Beskidzie Śląskim sięga 5000 m (Oszczypko 2008).
Łuski przedmagurskie
Na płaszczowinę śląską nasunięte są łuski przedmagurskie, które ciągną się wąskim pasem od Istebnej przez Koniaków, Kamesznicę do Sporysza. Na wschodzie chowają się pod płaszczowinę magurską. W jej skład wchodzą tylko utwory kredy górnej i paleogenu.
Płaszczowina magurska
Jest to największa jednostka wyróżniana w obrębie Karpat fliszowych. Od południa graniczy z pienińskim pasem skałkowym. Rozciąga się od Lasu Wiedeńskiego na zachodzie po okolice Poiana Botizei w Karpatach rumuńskich. Na obszarze Polski rozciąga się od Istebnej na zachodzie po Bieszczady na wschodzie. (Rys. 1).
Płaszczowina magurska zbudowana jest głównie z utworów kredy górnej i paleogenu. Najstarsze skały, pochodzące z jury i dolnej kredy, występują jedynie w strefie przypienińskiej. Utwory najmłodsze pochodzą z dolnego miocenu (Oszczypko 2006). Przeważającą część obszaru zajmują piaskowce magurskie. Są to gruboławicowe (0,5 - 5 m grubości, lokalnie nawet więcej), średnio i gruboziarniste, miejscami zlepieńcowate piaskowce, z wkładkami łupków ilastych i marglistych. Mają ilaste, ilasto-wapniste a czasem krzemionkowe spoiwo, które wpływa na ich zwięzłość. Wietrzejąc rozpadają się na duże, ostrokrawędziste bloki. Piaskowiec magurski jako odporny na wietrzenie buduje najwyższe wzniesienia w Beskidzie Żywieckim i Makowskim, jak również południową część Beskidu Śląskiego (Fot. 1). Piaskowce magurskie lokalnie przykryte są młodszym ogniwem – oligoceńskimi warstwami nadmagurskimi.
Południową granicę płaszczowiny magurskiej stanowi podłużny uskok przesuwczy, biegnący wzdłuż północnej krawędzi pienińskiego pasa skałkowego (Birkenmajer 1986). Granicę północną wyznacza czoło nasunięcia magurskiego (Rys. 1). Stratygraficzna miąższość serii magurskiej wynosi od 2 km w części północnej do 3,5 km w części południowej (Poprawa i in. 2002).
Bibliografia
- Birkenmajer K., Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym, wyd. Geologiczne, Warszawa 1979.
- Golonka J., Waśkowska-Oliwa A., Stratygrafia polskich Karpat fliszowych pomiędzy Bielskiem-Białą a Nowym Targiem, "Geologia" 2007, Tom 33, Zeszyt 4/1.
- Mizerski W., Geologia Polski, wyd. PWN, Warszawa 2011.
- Oszczypko N., Late Jurassic-Miocene evolution of the Outer Carpathian fold-and-thrust belt its fordeep basin Western Carpathians, Poland, "Geological Quarterly" 2006, 50/1.
- Oszczypko N., Ślączka A., Żytko K., Regionalizacja tektoniczna Polski – Karpaty zewnętrzne i zapadlisko przedkarpackie, "Przegląd Geologiczny" 2008, vol. 56, nr 10.
- Stupnicka E., Geologia regionalna Polski, wyd. UW, Warszawa 1997.
- Waśkowska-Oliwa A., Krobicki M., Golonka J., Słomka T., Ślączka A., Doktor M., Stanowiska najstarszych skał osadowych w polskich Karpatach fliszowych jako obiekty geoturystyczne, "Kwartalnik AGH Geologia" 2008, z. 3/1.
- Włodyka R., Ewolucja składu mineralnego skał cieszyńskiej prowincji magmowej, wyd. UŚ, Katowice 2010.
- Zuchiewicz W., Morphological development of the Beskid Niski Mts. and Quaternary palaeogeography of the Polish Flysch Carpathians, "Kwartalnik Geologiczny" 1990, s. 33.
- Żytko K., Korelacja głównych strukturalnych jednostek Karpat Zachodnich i Wschodnich, "Prace Państwowego Instytutu Geologicznego" 1999, s. 168.
